ESTIMACION DE LA HUMEDAD DEL SUELO PARA MAIZ DE TEMPORAL MEDIANTE UN BALANCE HIDRICO Soil Moisture Estimation for Rainfed Corn by Water Balance

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1 ESTIMACION DE LA HUMEDAD DEL SUELO PARA MAIZ DE TEMPORAL MEDIANTE UN BALANCE HIDRICO Sol Mosture Estmaton for Ranfed Corn by Water Balance H. E. Flores L. 1 y J.A. Ruíz C. 2 RESUMEN La varabldad de la lluva en tempo y espaco, la hace un ndcador poco adecuado para evaluar la dsponbldad de humedad para las plantas. Una alternatva es cuantfcar la dnámca de humedad en su zona radcal medante un balance hídrco. Con este objetvo se aplcó un modelo de smulacón para cuantfcar la humedad dsponble para el cultvo de maíz en condcones de temporal. El modelo mostró resultados satsfactoros cuando las lluvas no satsfacen la capacdad de campo del suelo. Cuando se rebasa este punto se sobrestma la humedad dsponble, encontrándose valores de R 2 entre y entre los datos de humedad observada y la estmada para los años de análss. Palabras clave: Modelo de balance hídrco. SUMMARY Spatal and temporal varablty of ranfall makes t a poor ndcator of water avalablty for plants. An opton s to quantfy the sol mosture dynamcs at the plant root zone by means of a water balance. Followng ths goal, a smulaton model to quantfy the avalable humdty for corn crop under ranfed condtons was used. The model showed the best ftness when sol water content kept lower than feld capacty. However, when sol mosture surpassed feld capacty, because of ntensve or contnuous ranfall, the model overestmated sol mosture. A comparson between observed and estmated data showed values of r 2 rankng from to Index words: Water balance model. 1 INIFAP-CIPAC-Campo Expermental Altos de Jalsco, Km. 8 Carretera Tepattlán-Lagos de Moreno, Apartado postal 56, Tepattlán, Jal. Tel. (378) e-mal: hflores@cualtos,udg.mx 2 INIFAP-CIPAC-Campo Expermental Centro de Jalsco, Km. 10 Carretera Tlajomulco-San Mguel Cuyutlán, Apartado postal 128, Tlajomulco de Zuñga, Jal. Tel. (379) y Aceptado: Septembre de INTRODUCCION En la agrcultura de temporal, los procesos de crecmento y desarrollo de las plantas tenen como uno de los prncpales factores lmtatvos a la dsponbldad de humedad en el suelo, donde la fuente de abastecmento de agua es la lluva. La varabldad que tene la lluva en tempo y espaco, la hace un ndcador poco adecuado para evaluar la dsponbldad de humedad para las plantas en una regón. Una alternatva es cuantfcar la dnámca de humedad en su zona radcal medante un balance hídrco. El modelo de balance hídrco más comúnmente utlzado requere de los parámetros humedad dsponble, lluva, pérddas por evapotranspracón, escurrmento y drenaje de la zona donde crecen las raíces. A partr de este modelo es posble cuantfcar la dsponbldad de humedad para el cultvo durante el cclo de desarrollo, el agua consumda por la planta, la asocacón de práctcas agrícolas con la dsponbldad de humedad y el potencal productvo de los sstemas agrícolas regonales. Adconalmente, con el balance de humedad se pueden generar índces de humedad para representar s la planta estuvo expuesta a estrés hídrco o señalar el grado de defcenca de humedad durante el cclo del cultvo. La nformacón requerda por muchos de los modelos de balance hídrco son varables de clma y suelo, y del cultvo, algunas de las cuales pueden no estar dsponbles, sobre todo en países que como Méxco presentan bajo nvel de nstrumentacón. En estos casos un modelo adecuado sería aquel que utlzara nformacón de fácl acceso y con posbldades de aplcarlo en dversas condcones ambentales. Para lograr esto es necesaro buscar funcones sencllas pero precsas que representen los componentes del balance hídrco. Defndo el modelo medante el cual se smulará la dsponbldad de humedad en el suelo, a contnuacón debe valdarse, proceso que mplca la comparacón de las estmacones del modelo contra datos observados. El objetvo del presente trabajo fue desarrollar un modelo de balance de humedad del suelo, que 219

2 TERRA VOLUMEN 16 NUMERO 3, 1998 utlzando varables de fácl acceso, estme efcentemente la dsponbldad de humedad para maíz de temporal. REVISION DE LITERATURA El térmno balance hídrco del suelo relacona la humedad adconada por medo de la lluva (P) o rrgacón (Ir) a las pérddas por evapotranspracón (ET), escurrmento (E) y drenaje (D), además de los cambos en el contendo de humedad aprovechable (CH) en el perfl del suelo (Reddy, 1983), la que puede expresarse por la sguente ecuacón (Chang, 1968): P + Ir + CH = ET + E + D En el desarrollo de modelos de balance hídrco se han nvolucrado varables de clma y suelo, y de la planta (Jensen et al., 1971; Radclffe et al., 1980; Reddy, 1983; Smth et al., 1985; Dressen, 1986; Radulovch, 1987; Jasso, 1988; Wllams et al., 1990), que los hacen más precsos, pero en la mayoría de los casos su aplcacón se dfculta debdo a que la nformacón requerda no está dsponble o es dfícl de obtener, mposbltando además la extrapolacón del modelo de una zona a otra. Un modelo adecuado a las condcones de Méxco sería aquel que usara varables de clma y suelo, y del cultvo de fácl acceso y con posbldad de usarlo en dversas condcones. Para lograr lo anteror es necesaro buscar funcones sencllas pero precsas que representen los componentes del balance hídrco del suelo señalados por Chang (1968). Precptacón En condcones de temporal, el térmno Ir que ndca la rrgacón no se consdera y la lluva (P) es la fuente de abastecmento de agua para el cultvo. La P es medda en pluvómetros de las estacones meteorológcas. Sn embargo, no toda la P que ocurre durante el temporal puede no llegar a ser dsponble para las plantas, pues factores como la ntensdad de la lluva, la velocdad de nfltracón del agua en el suelo, la cobertura vegetal y la topografía provocan que sólo una parte de ella penetre al suelo. El concepto de lluva efectva (PE) ndca la porcón de P que puede estar dsponble en la zona radcal de la planta (Pacheco, 1981) y la nfltracón es el proceso medante el cual el agua penetra al suelo (Brooks et al., 1991). El manejo de lluva efectva (PE) depende del conocmento del agua que se nfltra al suelo, la que es funcón de las propedades y práctcas de manejo del suelo (Brakensek y Rawls, 1988). Por esta razón, es convenente evaluar el agua que utlza la planta y que provene de la lluva como agua nfltrada al suelo. Infltracón Un modelo de nfltracón que muchos de los modelos de balance hídrco usan es la ecuacón de Green-Ampt (Rawls y Brakensek, 1988). Ffollott y Guertn (1988) relaconaron la tasa de nfltracón drectamente con la textura y el almacenamento de la humedad dsponble del suelo. Por otro lado, Dressen (1986) calculó la tasa máxma de nfltracón combnando los efectos de las fuerzas mátrcas y fuerzas de gravedad del agua del suelo. Rvas et al. (1990) presentaron el modelo de Kostakov modfcado con un parámetro de cobertura vegetal, donde consdera la tasa de nfltracón, el porcentaje de cobertura vegetal y los parámetros que dependen del suelo y condcones ncales de humedad. Estos autores tambén probaron el modelo de Holtan modfcado por Huggns y Monke (1968), donde se consdera la tasa de nfltracón, la capacdad de almacenaje del suelo arrba de un estrato mpermeable, la nfltracón acumulada, la porosdad del suelo, la cobertura vegetal o arbórea, la nfltracón básca y constantes determnadas por curvas. Pmentel et al. (1989) nformaron sobre un modelo para predecr la tasa de nfltracón y el tempo de encharcamento obtendo con base en la teoría de movmento del agua dervado por Smth y Parlange. Baer y Robertson (1966) calcularon la cantdad de agua nfltrada (I) medante la relacón que consdera la precptacón pluval dara, la humedad dsponble en el suelo al nco del día y la máxma capacdad del almacenamento del suelo. Escurrmento El volumen de escurrmento (E) puede calcularse medante la ecuacón del número de curva del Servco de Conservacón de Suelos (SCS) del 220

3 FLORES Y RUIZ. ESTIMACION DE HUMEDAD DEL SUELO PARA MAIZ MEDIANTE UN BALANCE HIDRICO Departamento de Agrcultura de Estados Undos (USDA) (Ward et al., 1988; Wllams et al., 1990). Cuando se conoce el escurrmento (E) o la nfltracón (I) puede calcularse uno u otro por dferenca con la lluva (P). Evapotranspracón La evapotranspracón (ET) de un cultvo es el parámetro que más pérddas de humedad provoca en el balance hídrco. Su cálculo mplca el uso de la evapotranspracón potencal (ETP) o evaporacón (Ev) medda en un tanque evaporímetro, ajustada por un coefcente de cultvo (kc) y un coefcente de dsponbldad de humedad (ks), expresada por la relacón ET = kc ks ETP (Mojarro, 1990) o ET = kc ks (k Ev) (Palacos, 1980). La ETP puede estmarse drectamente de las sguentes maneras: (a) en campo, medante lsímetros (Rosenberg, 1983; Lra, 1986); (b) con fórmulas empírcas que nvolucran uno o más elementos meteorológcos, como son los métodos de Thornthwate, Blaney y Crddle, Makkng, Turk, Lnacre, método de undades térmcas solares, Hargreaves, Jensen y Hase, Horton y Norero, entre otros (Lnacre, 1977; Mojarro y Palacos, 1979; Rosenberg, 1983; Lra, 1986; Ortíz, 1987); (c) métodos mcrometeorológcos, como el método de transporte de masas de la ecuacón de Dalton, el cocente de Bowen y balance de energía, la ecuacón de Thornthwate-Holzman y la técnca de correlacón de Eddy (Chang, 1968; Rosenberg, 1983); (d) métodos aerodnámcos combnados con balance de energía, como la ecuacón de Penman y Penman modfcada por Monteth, los métodos de Van Bavel, Slatyer y McIlroy, Prestley y Taylor (Chang, 1968; Rosenberg, 1983); y (e) con la evaporacón medda en el tanque evaporímetro ajustada con un coefcente que depende de la cobertura del terreno, la humedad relatva y la velocdad del vento (Doorenbos y Kassam, 1986). El coefcente del cultvo (kc) es una relacón empírca que relacona la evapotranspracón máxma (ET) con la evapotranspracón de referenca (ETP) de un cultvo. El valor de kc varía con el cultvo,. con la etapa de desarrollo y en certa medda, con la velocdad del vento y la humedad (Doorenbos y Kassam, 1986), y se puede expresar de la sguente manera: kc = ET/ETP, o kc = ET/Ev (Denmead y Shaw, 1962). Tjerna (1986) presentó expresones cúbcas ncompletas que se han dervado de estudos expermentales para relaconar el valor de kc con la proporcón de desarrollo del cclo del cultvo. Así msmo, García (1979) obtuvo varos modelos cuadrátcos y cúbcos de kc a partr de relacones gráfcas presentadas en trabajos expermentales donde se relacona el valor de kc y el porcentaje de desarrollo del cultvo. Norero (1976) utlzó una ecuacón de tpo cúbco ncompleta para calcular kc, que requere una constante que ndca la proporcón de evaporacón en suelo desnudo, el índce de área folar promedo y la duracón del cultvo. Mojarro y Palacos (1979) determnó un modelo de kc para frjol, por medo del índce de área folar (IAF) y la proporcón entre la ET y la Ev. Palacos (1980) menconó que el coefcente de dsponbldad de humedad (ks) para evaluar la relacón que guardan el contendo de humedad del suelo con el desarrollo del cultvo ha sdo motvo de varas nvestgacones, las que han dado orgen a dversas funcones para representar dcha relacón, como la de Hanson, ctado por Palacos (1980), Norero (1976), Marnato y Palacos (1979) y Cumpa et al. (1988). Drenaje El drenaje (D) de agua del perfl radcal de un cultvo se refere al agua que se desplaza fuera de esta zona. Palacos (1980) mencona que el agua drenada fuera de la zona radcal es la dferenca entre el contendo de agua del suelo y el máxmo contendo de agua que éste puede almacenar. El agua drenada puede tener flujo postvo (ascenso caplar) y flujo negatvo (percolacón profunda). Ambos flujos de agua pueden ser cuantfcados por medo de la ley de Darcy (Dressen, 1986; Cano et al., 1991). Palacos (1980) mencona que debdo al ascenso caplar del agua para un suelo de textura meda, la zona de abastecmento de esta humedad es del orden de 30 cm aproxmadamente. Para determnar el volumen de agua aprovechable por la planta, Palacos (1980) mencona que ésta dependerá de las característcas físcas del suelo y la profunddad de exploracón de las raíces. La lámna de agua aprovechable (LA) requere de datos físcos del suelo como densdad aparente (Da), capacdad de campo (CC), punto de marchtez permanente (PMP) y profunddad de exploracón radcal (PR). 221

4 TERRA VOLUMEN 16 NUMERO 3, 1998 Norero (1976) señala que la profunddad de enrazamento (PR) a lo largo del cclo del cultvo puede estmarse con una ecuacón que consdera la duracón del cclo del cultvo y la profunddad típca de enrazamento sn mpedmento físco. Asmsmo, Palacos (1980) ndca una funcón para estmar el porcentaje de desarrollo radcal, como una funcón del desarrollo vegetatvo y la proporcón del desarrollo radcal respecto al máxmo posble. Cambo de Humedad Reddy (1983) mencona que la ecuacón de equlbro hídrco es: CH = P (ET + E + D), varables ya descrtas. Smth et al. (1985) ndcan que los sstemas de programacón de rrgacón modernos con frecuenca utlzan el modelo de balance hídrco sguente: CH = CH -1 + ET - P - Ir ± D donde CH es la pérdda de agua del suelo en la zona radcal para el día, CH -1 es la pérdda en la día anteror, ET es la evapotranspracón del cultvo, P es la precptacón efectva, Ir es la cantdad de agua de rego y D es el drenaje del suelo, el cual es postva al exstr pérddas por drenaje y es negatva cuando hay ascensón caplar. Un modelo smlar al anteror presentan González y Palacos (1981), sólo que separan el ascenso del agua caplar del agua percolada. MATERIALES Y METODOS El modelo de balance de humedad para maíz de temporal que se utlzó, fue el representado por la relacón sguente: CH = CH -1 + I - ET - D - E donde CH es el contendo de agua del suelo en la zona radcal para el fnal del día, CH -1 es el contendo de agua al nco del día, I es la nfltracón procedente de la precptacón pluval en el día, ET es la evapotranspracón del cultvo en el día, D representa las pérddas de humedad por drenaje en el día y E son las pérddas de agua por escurrmento en el día. La nfltracón (I ) de agua al perfl del suelo procedente de la lluva, se consderó la fuente de abasto de agua al cultvo. S la precptacón pluval es menor que 25.4 mm, se consderó que toda la precptacón se nfltra, pero s es mayor, la nfltracón se calculó con la funcón que presentan Baer y Robertson (1966), según la expresón sguente: I = donde I es la nfltracón en el día (en mm), P es la precptacón pluval en el día (en mm), CH -1 es el contendo de humedad en el suelo al nco del día, CHmx es el máxmo contendo de humedad que se puede almacenar en el suelo dentro del área radcal. La profunddad radcal (PR ) del cultvo varía con el desarrollo del cultvo. Para su estmacón se utlzó la funcón ndcada por Norero (1976), como: PR LN P 25.4 CH 1 CHmx P t t 1.50 = 1.8 R x tc tc donde t es el día desde la sembra hasta la madurez, tc es la duracón del cclo del cultvo y R x es la profunddad típca de enrazamento sn mpedmento físco (en cm). La evapotranspracón del cultvo (ET ) se estmó con la funcón ndcada por Palacos (1980), como: ET = kc ks (0.80 Ev ) LN 25.4 donde kc es el coefcente del cultvo, ks es el coefcente de dsponbldad de humedad y Ev es evaporacón del día medda en el tanque evaporímetro. El coefcente del cultvo (kc) es una relacón empírca que relacona la evapotranspracón máxma del cultvo (ET) con la evapotranspracón de referenca (ETP) de un cultvo. Norero (1976) presentó la sguente funcón para estmar kc : kc = K + F t tc 2 1 donde K es una constante que ndca la proporcón de evaporacón en suelo desnudo, F es el índce de área t tc 222

5 FLORES Y RUIZ. ESTIMACION DE HUMEDAD DEL SUELO PARA MAIZ MEDIANTE UN BALANCE HIDRICO folar promedo del cultvo, t es cada uno de los días desde la sembra hasta la madurez del cultvo y tc es la duracón del cclo del cultvo. El coefcente de dsponbldad de humedad (ks ) evalúa la relacón que guarda el contendo de humedad del suelo con el desarrollo del cultvo. Palacos (1980) presenta la ecuacón sguente para el cálculo de ks : ks = 1 + Ev 60 1 ( 1 HA ) HA donde Ev es la evaporacón del día medda en el tanque evaporímetro (en mm) y HA es la humedad aprovechable resdual en el día (en mm mm -1 ). El cálculo de HA se realzó con la relacón sguente: HA donde CH -1 es el contendo de humedad al nco del día (en mm) y CHmx es la máxma capacdad de almacenamento de agua dentro del área radcal en el día (en mm) que, a su vez, se calculó con la sguente expresón: CHmx donde CC es la capacdad de campo promedo del suelo, PMP es el punto de marchtez permanente promedo del suelo, PR es la profunddad radcal para el día (en cm) y Da es la densdad aparente del suelo. El drenaje de agua dentro del área radcal (D ) se calcula consderando las sguentes stuacones: (1) S la nfltracón (I ) más el contendo de humedad al nco del día (CH -1 ) rebasan la máxma capacdad de almacenamento del suelo en el día (CHmx ), el agua drenada se calcula con la relacón: D = I + CH -1 - CHmx CH = 1 CHmx = ( CC PMP) 100 PR Da (2) S la I más CH -1 es gual o menor que CHmx, entonces el agua drenada es cero. El escurrmento (E ) en el día se estmó tomando las sguentes consderacones: (1) S la lluva (P ) fue menor que 25.4 mm, el escurrmento E se consderó como cero y toda la lluva como nfltrada. (2) S la lluva (P ) fue mayor que 25.4 mm, el escurrmento E se calculó con la relacón sguente: E = P - I donde I es el agua nfltrada. A partr de las funcones y consderacones descrtas, se elaboró un programa para realzar el balance de humedad en la hoja de cálculo QUATTRO PRO ver. 4.0, consderando los supuestos sguentes: no se consderan las aportacones de humedad por ascensón caplar; la máxma capacdad de almacenamento del suelo se defnó por la humedad contenda entre capacdad de campo y el punto de marchtez permanente; el perfl del suelo se consderó homogéneo, evaluando el cambo en el contendo de humedad con las característcas promedo de densdad aparente, CC y PMP; no se tomaron en cuenta las condcones de saturacón del suelo, en partcular después de una lluva fuerte; en el modelo de nfltracón no se especfca el grado de pendente con que funcona efcentemente, por lo que se asume que es adecuado sólo para suelos cas planos o con poca pendente. Informacón Requerda La nformacón de clma requerda fue precptacón pluval y evaporacón daras, obtendas de la estacón agrometeorológca del Campo Expermental Altos de Jalsco (CEAJAL) con localzacón geográfca de norte, oeste y 1930 msnm. La nformacón edáfca necesara de la zona radcal es Da, CC y PMP. Las característcas físcas del suelo donde se desarrollaron las observacones de humedad se presentan en el Cuadro 1. La nformacón del cultvo requerda es fecha de sembra, duracón del cclo del cultvo, índce de área folar promedo y máxma profunddad de enrazamento, que para el presente estudo se ndca en el Cuadro

6 Cuadro 1. Característcas físcas promedo de dos estratos del suelo, en el Campo Expermental Altos de Jalsco, Tepattlán, Jal. Profun- Da Arena Lmo Arclla Contendo de humedad Hum. Grav. ddad 0.1 bar 0.3 bar 15 bar 0.1 bar 0.3 bar g cm % % mm a a Meda Valdacón del Modelo El modelo se valdó utlzando los muestreos de humedad del suelo que se realzaron en el Programa de Agroclmatología del CEAJAL de 1985 a 1988, en expermentos con maíz de temporal. La lámna de agua contenda en el suelo se cuantfcó con el método gravmétrco, en muestreos que se realzaron una vez por semana a lo largo del cclo de cultvo, tomando en consderacón la profunddad de enrazamento estmada con el modelo de Norero (1976). RESULTADOS Y DISCUSION En las Fguras 1a, 1b, 1c y 1d se muestran la lluva y los valores de humedad resdual del suelo observados y estmados de 1985 a 1988 en el cultvo de maíz en condcones de temporal, respectvamente. En 1985 (Fgura 1a) se presentó un perodo de lluvas ntensas al nco del temporal, lo que orgnó como consecuenca altos contendos de humedad dsponble (HD) en el suelo. En los meses de agosto y septembre ocurreron lluvas de menor cantdad pero contnuas, que mantuveron la HD entre 44.5 y 73.7 mm, valores de lámna en el suelo que corresponden a CC y saturacón del suelo, respectvamente, para la profunddad de crecmento radcal estmada en ese momento. En este caso la HD estmada fue menor que la HD observada debdo a que el modelo no consdera condcones de saturacón del suelo, cuantfcando la humedad hasta condcones de CC, y en tales stuacones se subestma la HD. Para 1986 durante el nco del temporal ocurreron lluvas, pero no con la sufcente cantdad y frecuenca para que la HD observada llegara a saturacón (Fgura 1b), con lo que la HD fue modelada con valores cercanos a la HD observada. Al nco del mes de septembre ocurró una lluva con la sufcente cantdad para saturar el suelo, con lo que los muestreos posterores de HD observada regstraron valores mayores que HD estmada. En el temporal de 1987, la HD observada presentó valores muy smlares a la HD estmada, como se señala en la Fgura 1c. Esto se puede atrbur a que no ocurró una lluva con la cantdad sufcente para saturar el suelo como sucedó en los años anterores, con lo cual el modelo tuvo mejor ajuste. Con respecto al año 1988, se regstraron lluvas muy ntensas, sn embargo, en la Fgura 1d no se muestran condcones de saturacón, es decr, valores cercanos a 73.7 mm. Esto puede explcarse debdo a que la lluva ocurró al nco del temporal cuando el suelo tene capacdad de almacenar la mayor cantdad de agua. La defcenca más sobresalente del modelo se observó cuando la HD fue superor a la CC o cercana a la saturacón del suelo. La solucón posble a este problema es consderar la adcón al modelo de una cuantfcacón del movmento del agua por ascenso caplar o descenso por gravedad, como lo señala Dressen (1986). Sn embargo, esto mplca el uso de nformacón adconal como conductvdad hdráulca a saturacón, ntensdad de la lluva, sorbldad del suelo, permeabldad del suelo, porosdad, Cuadro 2. Algunas característcas fenológcas y morfológcas del maíz HV-313 obtendas durante 1985 a 1988 en el Campo Expermental Altos de Jalsco, Tepattlán, Jal. Varables del cultvo Profunddad de sembra (cm) Fecha de sembra (día/mes) 13 juno 12 juno 9 juno 23 juno Cclo del cultvo (días) Indce de área folar promedo Máxma profunddad de enrazamento (cm)

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9 Cuadro 3. Humedad dsponble (HD) resdual promedo observada y estmada en el perodo de 1985 a 1988, valor de "t" en la comparacón de medas de HD observada y estmada y el coefcente de determnacón (R²). Año HD estmada HD observada t R² NS NS NS NS NS = Dferenca no sgnfcatva. entre otros parámetros, con resultados probablemente más aceptables pero que pueden orgnar un modelo más complcado, como lo muestra el trabajo de Sánchez (1990). El Cuadro 3 presenta la HD observada y estmada promedo para cada año en estudo. La comparacón de las medas de HD observada contra estmada con la prueba de t, ndcó dferencas no sgnfcatvas entre ellas. Con respecto a la relacón entre datos estmados y observados, se obtuveron coefcentes de determnacón (R 2 ) entre y 0.903, que por las condcones de temporal en que se desarrolló el trabajo pueden consderarse aceptables. En modelos muy smlares al presente se han reportado valores de R 2 que se ubcan dentro de este rango, como los encontrados por Palacos (1980), quen obtuvo una R 2 de 0.86, a su vez Escoboza y Escoboza (1990) en rego tuveron una R 2 de 0.92 y Stener et al. (1990) en temporal obtuveron una R 2 de En las Fguras 2a, 2b, 2c y 2d se presenta una comparacón de valores de HD estmada contra HD observada correspondentes a 1985, 1986, 1987 y 1988, respectvamente. Para cada año en estudo se calculó una recta de regresón entre los datos de HD, que dealmente debería tener pendente gual a la undad e ntercepto con valor de cero. La nterseccón entre la recta deal y la recta de regresón defne el punto donde sobre y bajo el cual se sobrestma o subestma la HD estmada. Para 1985, este punto se da a 11.5 mm, en 1986 a 16 mm, en 1987 a 31 mm y en 1988 se mantene arrba de la recta deal. El punto de sobrestmacón no es constante, sno que varó en cada año y se puede atrbur a la cantdad y dstrbucón de la lluva de cada año en partcular y el contendo de humedad antecedente del suelo. El mejor ajuste del modelo se tuvo cuando la lluva se dstrbuyó de manera unforme como en 1988 (Fgura 2d), donde HD tuvo la recta más cercana al deal y con el valor de R 2 más alto. En general el modelo puede consderarse adecuado para evaluar HD en la zona radcal del maíz, por la smplcdad de las funcones utlzadas y la nformacón de fácl consecucón requerda. Por otro lado, este tpo de modelos puede resultar más fácl usarlo en conjunto con un sstema de nformacón geográfca, para montorear la condcón de humedad en grandes áreas. En el futuro debe consderarse la obtencón de nformacón edáfca, como conductvdad hdráulca, sorbldad del suelo, tpos texturales, entre otras característcas, que permtan generar funcones para evaluar los movmentos ascensonales del agua en el suelo a causa de la caplardad, o los descensos de humedad por efecto de la gravedad, que fueron los factores más lmtatvos en la precsón del modelo. CONCLUSIONES El modelo utlzado para estmar la humedad dsponble en la zona radcal de un cultvo es adecuado para condcones de buena dstrbucón de lluva o localdades donde no ocurran eventos que sobrepasen la capacdad de almacenamento del suelo, además de la smplcdad y requermentos de nformacón de fácl consecucón. Cuando se tenen condcones superores a la capacdad de campo o cercanas a saturacón se sobrestma la humedad dsponble en el suelo, a la vez que en condcones de poca lluva se subestma lgeramente la humedad dsponble en el suelo. La sobrestmacón o subestmacón de la humedad dsponble en el suelo es causada porque no se nvolucran en el modelo las aportacones de agua por ascensos caplares o descensos gravtaconales de agua. LITERATURA CITADA Baer, W. y G.W. Robertson A new versatle sol mosture budget. Can. J. Plant Sc. 46: Brakensek, D.L. y W.L. Rawls Effects of agrcultural and rangeland systems on nfltraton. In: Modelng agrcultural, forest and rangeland hydrology. ASAE Publcaton St. Joseph, Mchgan, USA. Brooks, K.N., P.F. Ffollott, H.M. Gregersen y J.L. Thames Hydrology and the management of watersheds. Iowa State Unversty Press. Ames, Iowa, EUA. Cano G., M.A., R. Acosta H. y L. Rendón P Caracterzacón hdrodnámca de un suelo n stu y cálculo de percolacón y evapotranspracón en rego por goteo. Agrocenca Sere agua-suelo-clma 2(2):

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